1.5.1 Características del flujo por gravedad de sedimentos
El flujo por gravedad de sedimentos es producto de eventos de deposición rápida, repentinos, instantáneos y de corta duración. El fluido contiene una gran cantidad de materia en suspensión. , por lo que la densidad es alta, hasta 1,5 ~ 2,0 g/cm3, y la materia suspendida es arena, limo, barro y, a veces, grava. En otras palabras, el flujo por gravedad de sedimentos es un flujo en bloque que fluye principalmente de mayor a menor con grava licuada, limo y arcilla, dependiendo de la gravedad. El flujo por gravedad de sedimentos es un fluido no newtoniano que no obedece la ley de fricción interna de Newton. La relación entre el esfuerzo cortante y la tasa de deformación cortante es la siguiente:
Paleogeografía de litofacies
Donde: b es el límite elástico; eta es el coeficiente de viscosidad plástica o coeficiente de viscosidad rígida es el gradiente de velocidad, que representa la tasa de deformación por corte.
El flujo por gravedad de sedimentos se puede dividir en dos categorías: submarino y terrestre. El flujo por gravedad de sedimentos submarinos se refiere al fluido de alta densidad formado por la mezcla de sedimentos y agua que fluye en el fondo del cuerpo de agua. Según su definición, no es difícil concluir:
1) Este tipo de flujo debe ser un movimiento de bloque completo, con mala clasificación o ninguna clasificación. El flujo por gravedad de sedimentos inevitablemente sufrirá una evolución espectral. Sólo el mecanismo de flujo de turbulencia (turbulencia, vórtice) del agua turbia y su alto contenido de agua son los tipos de transición entre el flujo por gravedad de sedimentos y el flujo por gravedad de fluidos.
2) Este tipo de flujo debe ser transportado por la fuerza de la matriz, o por la colisión y rebote entre partículas, o por el soporte conjunto de una suspensión turbulenta y varios mecanismos de soporte. El diagrama de probabilidad de tamaño de partículas de sedimentos de flujo por gravedad debe ser un segmento de línea recta con suspensión uniforme, o un segmento de arco con suspensión variable y gradual. El diagrama C-M de sedimentos de flujo por gravedad debe ser el único gráfico paralelo a la línea base C=M.
3) Este tipo de flujo inevitablemente causará erosión y socavación en la superficie de la pendiente o barranco que fluye, y debido a su erosión vertical y lateral de la superficie de la pendiente o barranco, a menudo forma una estructura cortante o pliegue. estructura.
4) Este tipo de flujo puede ocurrir tanto en tierra como bajo el agua. El flujo por gravedad de los sedimentos terrestres es principalmente flujo de escombros. Debido a la erosión y la erosión de la superficie, el flujo de escombros se destruye fácilmente y no se puede conservar bien. El flujo por gravedad de los sedimentos submarinos se forma en zonas bajas de la superficie terrestre, como lagos y océanos, y se conserva durante mucho tiempo porque no se erosiona.
1.5.2 Clasificación del flujo por gravedad
Según el grado de desintegración de los bloques internos en los sedimentos migratorios, el transporte por gravedad de los bloques y sus productos de sedimentación se puede dividir en los tres siguientes categorías: desprendimientos de rocas, deslizamientos y flujos gravitacionales de sedimentos. Middleton et al. (1973) clasificaron el flujo por gravedad en cuatro tipos: flujo de detritos o flujo de detritos, flujo de partículas, flujo de licuefacción y flujo de turbiedad (Figura 1.54; Tabla 1.9) basándose en el mecanismo de soporte de los detritos, es decir, el mecanismo en el que los escombros están en estado suspendido). Las acciones anteriores pueden ocurrir simultáneamente en un evento de procesamiento de bloques y pueden transformarse entre sí (Figura 1.55).
Figura 1.54 Diagrama esquemático del continuo de sedimentos por flujo por gravedad (basado en Middleton et al., 1973)
Tabla 1.94 Estructura interna y características de secuencia del flujo por gravedad
1.5 .3 Características sedimentarias básicas de los diferentes tipos de flujo por gravedad
1.5.3.1 Deposición por flujo de detritos
La deposición por flujo de detritos es el tipo más importante de flujo por gravedad de carbonatos y también ocurre en clásticos. Flujo por gravedad. Los depósitos de flujo de escombros generalmente están compuestos de sedimentos con un amplio rango de tamaño de partículas (de varios milímetros a varios metros), generalmente en forma de bloques, sin clasificación ni orden de partículas, y a veces la parte superior puede mostrar un orden de partículas positivo. Los depósitos de flujo de escombros pueden ser cuerpos llenos de canales de agua o cuerpos en forma de láminas. Según el contenido de la matriz, los flujos de escombros se pueden dividir en dos categorías: lodo rico y lodo pobre.
Figura 1.55 La relación entre diferentes funciones en el caso de reprocesamiento de bloques de una sola vez (según Middleton et al., 1973).
(1) El flujo de escombros rico en lodo es rico en arcilla o matriz de mortero, que es un cuerpo de soporte heterogéneo típico (Figura 1.56(a)) y partículas de grava.
Flotando en él. Esto refleja que el flujo de escombros está completamente sostenido por la fuerza y flotabilidad de la matriz y es un flujo de escombros típico.
(2) Este tipo de flujo de escombros con bajo contenido de lodo generalmente está sostenido por partículas (Figura 1.56(b)). Esto refleja que el contacto mutuo de las partículas también es un factor de apoyo en el proceso de flujo de escombros. La matriz de lodo y agua de bajo contenido no solo puede proporcionar flotabilidad y límite elástico, sino que también desempeña un papel de lubricación.
Figura 1. 56 clasificación del flujo de escombros (flujo de escombros) (según Feng Zengzhao et al., 1994)
1.5.3.2 Deposición del flujo de partículas
Desde La formación de flujo de partículas requiere pendientes considerables, que generalmente no se encuentran en cuencas sedimentarias, por lo que la deposición de flujo de partículas no es muy común, e incluso si ocurre, la escala no suele ser grande, porque el flujo de partículas es un caso especial de partículas. flujo (Tabla 1.10; Figura 1.57).
Tabla 1. Clasificación de 10 Meteorizaciones Masivas
(Modificada por Barbara, 1995)
Figura 1. 57 Deposición del modelo de flujo de lodo y partículas (basado en Barbara et al., 1995)
El espesor de los depósitos de flujo de arena suele ser de sólo unos pocos centímetros, y el espesor de los depósitos de flujo de grava es generalmente de sólo decenas de centímetros. Una de las características más importantes de la sedimentación por flujo de partículas es el desarrollo de una secuencia de granos inversa o un lecho de gradación de cola gruesa, pero generalmente se limita a las partes media e inferior de la secuencia. La secuencia de granos positiva todavía aparece a menudo en la parte superior de la secuencia. secuencia, y las gravas lagrimales son más comunes en las partes más gruesas de la parte media. La segunda característica es que el contenido de la matriz es muy pequeño y el cemento cristalino brillante a menudo aparece en la deposición de flujo de partículas de carbonato. Estos depósitos son raros en número, pero su aparición tiene un importante significado paleogeomorfológico.
1.5.3.3 Sedimentación de flujo licuado
Las condiciones clave para la formación de sedimentación de flujo licuado son la saturación de agua y la rápida acumulación en el sedimento, que ocurre principalmente en el caso de sedimentos finamente alimentados. . La pequeña cantidad de depósitos de flujo de licuefacción que se encuentran en mi país se limitan principalmente a depósitos clásticos terrígenos. La capa completa suele ser masiva, con una secuencia de granos ligeramente positiva en la parte inferior de la capa unitaria, texturas paralelas menos desarrolladas hacia arriba y luego un segmento de desarrollo estructural en forma de disco hacia arriba (Figura 1.58). arriba, "en forma de disco" “El ancho tiende a disminuir y la curvatura tiende a aumentar. Por ello, las estructuras deformadas, especialmente las que tienen forma de platillo, son una de sus principales señas de identidad. La estructura del disco ascendente desaparece gradualmente y se convierte en un segmento no estructural, pero cuando la licuefacción es fuerte se puede observar una estructura de drenaje. La interfaz entre la parte superior e inferior de la capa unitaria es clara y está en contacto pronunciado con las capas superior e inferior, pero no hay una superficie de erosión obvia y puede haber ranuras en la parte inferior. Principalmente areniscas medias-finas, de baja composición y madurez estructural.
1.5.3.4 Depósitos de turbidita
Los depósitos de turbidita, o turbiditas, son los depósitos de flujo por gravedad más antiguos y más estudiados. La deposición de turbidita en los estratos continentales de China es común y típica. La característica más destacada y obvia de las turbiditas es el estrato gradiente, cuya combinación vertical es la secuencia de Mabao. La secuencia de Mabao es una capa gradiente de tamaño de grano formada por deposición de corriente de turbidez fuerte a débil. La secuencia clásica de Bouma consta de cinco capas, cada capa enfatiza el cambio de partículas clásticas en la capa definida por la interfaz superior-inferior, que es gruesa en la parte inferior y fina en la parte superior (figura 1.59), lo que refleja el cambio de La energía de la corriente de turbidez disminuye, las partículas grandes se depositan primero y las partículas pequeñas se descargan en secuencia, formando así un lecho gradiente.
Figura 1. Estructura en forma de disco de 58 (según Liu Baojun et al., 1985)
Figura 1. Estructura jerárquica de 59 tamaños de partículas (citado de E. J. Tarbuck et al. ., 1984)
El cuerpo turbio generalmente está compuesto por cabeza, cuerpo y cola (Middleton et al., 1973). La cabeza es generalmente más espesa que otras partes de la corriente de turbidez y el caudal es ligeramente más lento que el cuerpo. Está compuesta principalmente por sedimentos clásticos gruesos y es una zona de erosión, mientras que el espesor de los objetos detrás de la cabeza es casi uniforme; y el flujo es casi estable, y el fluido con mayor densidad a menudo se repone gradualmente en la cabeza para compensar la pérdida de energía en la cola de la corriente de turbidez, es decir, el final de la corriente de turbidez; , rápidamente se vuelve más fina y muy fina al mismo tiempo.
Varias partes del cuerpo turbio tienden a superar la deposición a su vez, es decir, después de que se deposita la cabeza, el cuerpo de agua puede superar la deposición de la cabeza y depositarse sobre ella o más lejos, mientras que la cola del flujo de turbidez se deposita en la lugar superior y más lejano. De esta manera, por un lado, la deposición de turbidita puede formar una secuencia que se adelgaza verticalmente hacia arriba y, por otro lado, los granos desde la turbidita cercana a la turbidita distal se vuelven gradualmente más delgados. Se pueden utilizar lechos progresivos y molduras de base como características para identificar turbiditas.
Según las características físicas de los sedimentos de turbidita, estos se pueden dividir en dos categorías.
(1) Deposición de turbidita de baja densidad
La deposición de turbidita de baja densidad suele denominarse turbidita o turbidita clásica, y sus características pueden describirse mediante la secuencia de Bouma. La turbidita es el depósito de flujo por gravedad de mayor distribución en mi país y está muy desarrollada en rocas clásticas terrígenas y rocas carbonatadas. La más común es la combinación de AE y ABCE. En las rocas clásticas terrígenas las partículas son principalmente limo a arena medio fina; en las rocas carbonatadas, las partículas son principalmente clastos carbonatados del borde de la plataforma, con cierta redondez.
(2) Deposición de turbidita de alta densidad
Aunque la turbidita de alta densidad tiene una distribución limitada, tiene características obvias y buena repetibilidad en múltiples períodos. Es un tipo de turbidita que no puede. ser ignorado. Generalmente es un grado de arena medio-grueso, que a menudo contiene componentes de grava fina. El lecho de gradiente de cola gruesa, el lecho paralelo y el lecho cruzado de tamaño mediano a grande aparecen regularmente en la dirección vertical, formando una secuencia similar a Mabao, como ABCE, Abbe, ABC, etc. (Figura 1. Artículo 60(a)).
Figura 1. 60 secuencia sedimentaria de corrientes de turbidez de alta densidad (basada en Feng Zengzhao et al., 1994)
A veces, el lecho graduado de cola gruesa se reemplaza por lecho de duna retrógrado , formando un El conjunto de combinaciones de estructuras sedimentarias formadas en condiciones de flujo alto (Figura 1.60(b)) refleja las características del flujo de alta densidad. Este tipo de sedimento suele desarrollarse en canales submarinos y se produce por deposición de flujos de escombros. Donald. R. Lowe (1982) señaló que las corrientes de turbidez de baja densidad, independientemente de su concentración, pueden ser suspendidas y transportadas por flujos turbulentos de arcilla, limo y arena fina a media fina; las corrientes de turbidez de alta densidad están compuestas de una variedad; de materiales desde arcilla hasta guijarros finos. La turbulencia y su propia alta concentración provocan el transporte combinado de fuerzas de sedimentación y suspensión de partículas finas. Cuando la concentración de partículas es superior a 20 a 30, este efecto comienza a surtir efecto.
1.5.4 Mecanismo de formación del flujo por gravedad de sedimentos
Las condiciones de formación de 1. 5.4.1 Flujo por gravedad
Según la investigación y la experiencia práctica de muchos académicos nacionales y extranjeros, las condiciones necesarias para la formación del flujo por gravedad se pueden resumir en cinco aspectos: ① Profundidad de agua suficiente; ② Suficiente; diferencia de gradiente y densidad; ( 3) Retorno de agua equivalente; ④ Procedencia rica ⑤ Cierto mecanismo de activación.
(1) Profundidad de agua suficiente
La profundidad de agua suficiente es una condición necesaria para garantizar que los sedimentos del flujo por gravedad no sean destruidos por la erosión después de su formación. En términos generales, la profundidad del agua de deposición por flujo por gravedad es de 1500 ~ 1800 m, la profundidad mínima del agua es de aproximadamente 100 m y la profundidad máxima del agua puede alcanzar los 8000 mm. Galloway (1996) cree que el talud continental y los sistemas sedimentarios del fondo del talud se caracterizan. por deposición de flujo por gravedad se forman principalmente en un área de agua relativamente profunda debajo de una ruptura de plataforma. Los deslizamientos de tierra son una excepción. Los flujos de escombros pueden desarrollarse en la tierra y no tienen requisitos en cuanto a la profundidad del agua. La profundidad suficiente del agua varía relativamente entre océanos y lagos, pero no importa qué tan profunda sea el agua, debe formarse debajo de la base de la onda de tormenta.
(2) Pendiente y diferencia de densidad suficientes
Para mantener una turbulencia continua en el fluido, se requiere un suministro estable de energía. Una pendiente suficiente es una condición objetiva necesaria para causar inestabilidad en los sedimentos y desencadenar fácilmente el movimiento de los bloques. Wesere (1978) creía que la pendiente mínima es de 3° ~ 5°, mientras que la pendiente típica de las rocas clásticas terrígenas es de 2° ~ 5°. Sin embargo, una gran cantidad de práctica ha demostrado que el gradiente mínimo del flujo por gravedad es de 2 a 3, y el gradiente de asentamiento submarino en el delta del río Mississippi es incluso solo de 0, 5. Siempre que haya una diferencia de densidad suficiente entre el flujo por gravedad y el agua del lago, existen condiciones suficientes para la formación de flujo por gravedad. En otras palabras, la densidad del flujo por gravedad puede compensar significativamente la pendiente (Lüthi, 1981).
Figura 1.
61 Proceso de procesamiento del flujo por gravedad de sedimentos (según Kruit et al., 1975)
(3) Regresión de agua equivalente (fondo inestable)
La regresión equivalente incluye regresión equivalente y regresión igual. La función objetivo de la regresión de marea efectiva es colocar el sedimento en un estado inestable con gran pendiente y explosividad. La regresión equivalente puede ser una regresión tectónica regional causada por un movimiento de elevación de la corteza terrestre, una regresión tectónica local causada por un movimiento sincrónico de fallas y una regresión sedimentaria causada por la acumulación continua de sedimentos como deltas y abanicos aluviales.
En el agua, la diferencia de densidad causada por diferencias en salinidad (como la cuña de agua salada en el estuario), temperatura (como la corriente fría formada por el derretimiento del hielo y la nieve que fluye hacia el lago, el frío La corriente y la corriente cálida en el océano) o el contenido de arena pueden causar un flujo hiperpicnal. Los flujos gravitacionales que contienen grandes cantidades de sedimentos dispersos son flujos hiperpicnales. El efecto combinado de la diferencia de densidad efectiva y la gravedad hace que los sedimentos se deslicen y colapsen en una determinada pendiente. El flujo de flujo por gravedad de sedimentos genera turbulencias en el mismo, lo que favorece la suspensión de sedimentos y disipa las corrientes de turbidez sin sedimentación, provocando así que se formen deslizamientos de tierra. el extremo frontal (Figura 1.61).
(4) Fuentes de materiales ricos
Las fuentes de materiales ricos proporcionan una base material para el flujo por gravedad y son la base suficiente para la formación del flujo por gravedad. Una de las condiciones necesarias. Los clastos inyectados por inundaciones, desbordamientos de erupciones volcánicas, clastos y carbonatos en aguas poco profundas pueden proporcionar fuentes materiales para el flujo por gravedad de sedimentos. La composición de la fuente determina el tipo de sedimentos del flujo por gravedad. A medida que cambia la composición de la fuente, los tipos de sedimentos del flujo por gravedad también muestran cambios regulares.
(5) Ciertos mecanismos desencadenantes
La formación de sedimentos por flujo por gravedad es un evento de sedimentación y se produce por ciertos mecanismos desencadenantes, como inundaciones, terremotos, olas de tsunami y marejadas ciclónicas. La inducción directa o indirecta de factores repentinos como erupciones volcánicas y erupciones volcánicas conducirá a la formación de flujos en bloque y flujos de alta densidad. Por ejemplo, el terremoto de 1929 065438 ocurrido frente a la costa de Terranova el 8 de junio provocó el colapso del talud continental, formando depósitos de corrientes de turbidez a gran escala en la llanura abisal (Figura 1.62) y el desarrollo de corrientes de turbidez en diferentes momentos. se registra en la Figura 1. 62.
Figura 1. Simulación de corrientes de turbidez causadas por 62 terremotos (basado en Hizen et al. 1954)
1.5.4.2 Etapa de formación del flujo gravitacional
Cumplir las condiciones anteriores sienta las bases para la formación del flujo por gravedad de sedimentos. En las diferentes etapas del desarrollo del flujo por gravedad de sedimentos, los patrones de sedimentación, los tipos de sedimentos y la distribución espacial de los cuerpos de sedimentos varían mucho. A continuación se muestra un ejemplo de una corriente de turbidez.
Mabao (1962) creía que la formación y actividad de las corrientes de turbidez se puede dividir en cinco etapas.
1) Etapa delta: El continente es una fuente importante de material turbio, y los ríos transportan la mayor parte del material denudado hasta el borde de la cuenca para formar un delta. Por el impacto de terremotos, tsunamis, tormentas, etc. , o simplemente debido a las pendientes inestables y pronunciadas que se forman por la gran cantidad de sedimentos en la orilla (licuados por el exceso de presión del agua intersticial), grandes cantidades de material pueden moverse en una sola pieza.
2) Etapa de deslizamiento: Una gran cantidad de material comienza a deslizarse hacia abajo a medida que aumenta el contenido de agua, las partículas disminuyen gradualmente y la velocidad de deslizamiento hacia abajo se acelera gradualmente, formando depósitos de deslizamiento.
3) Etapa de asentamiento: Cuando el material deslizante no está completamente mezclado con agua y algunos materiales aún se encuentran en un estado altamente cohesivo, las partículas gruesas no se concentran en el frente inferior. Es posible detener el movimiento y acumular en esta situación. Este tipo de sedimento se llama turbidita por deslizamiento de tierra. Pero mientras haya una cierta pendiente, bajo la acción de la gravedad, el material en movimiento no se detendrá, sino que continuará fluyendo a velocidad creciente hasta el centro de la cuenca, formando depósitos de asentamiento, creando una base para la formación de flujos de escombros (condición de los flujos de escombros).
4) Etapa de flujo de escombros: a medida que el terreno cambia de empinado a suave, el cuerpo del deslizamiento se transforma en una corriente de tierra, que se encuentra entre el cuerpo del deslizamiento y la corriente de turbidez de alta densidad (Figura 1.63). (1975) y Shanmugam et al. (1995) encontraron que generalmente hay una etapa de formación de flujo de escombros entre las etapas de deslizamiento de tierra y corriente de turbidez. Shan-mugam (2000) señaló claramente, al estudiar varios grandes yacimientos de arenisca de aguas profundas en el Mar del Norte, que las arenas gruesas y masivas de aguas profundas eran depositadas por flujos de escombros y no por alta densidad. Esto se debe a que los flujos de detritos arenosos tienen buena continuidad lateral y pueden convertirse en buenos reservorios.
Figura 1.
63 Modelo compositivo integrado del origen, transformación y transporte de sedimentos de flujo por gravedad a lo largo de pendientes (según D. A. V. Stow et al., 1996).
5) Etapa de corriente de turbidez: En condiciones adecuadas, el material que fluye puede formar una corriente de turbidez completa. En flujos turbios, las partículas gruesas se concentran en el borde de ataque cerca del fondo y el caudal puede seguir aumentando. Dependiendo del tamaño y longitud de la pendiente, las corrientes de turbidez pueden alcanzar una velocidad máxima. A medida que la pendiente disminuye, la velocidad del flujo disminuye gradualmente y los sedimentos comienzan a descargarse (Figura 1.64), formando así depósitos de corrientes de turbidez.
Figura 1. Modelo de descarga de corriente de turbidez de 64 (según Walker 1982)
1.5.4.3 Mecanismo de formación y entorno del flujo por gravedad de sedimentos
En términos generales, El flujo por gravedad de los sedimentos es rápido y a gran escala, especialmente en aguas profundas, y tiene fuertes capacidades de socavación y transporte. Por lo tanto, desempeña un papel importante en la deposición de sedimentos del fondo marino y la conformación de los accidentes geográficos del fondo marino. Los cañones submarinos abarcan la plataforma continental y el talud continental y terminan en el levantamiento continental. Son producto de la erosión del flujo por gravedad de sedimentos y también son canales para el flujo por gravedad de sedimentos (Figura 1.65). , altura del banco y estabilidad Se forman diferentes patrones según el grado de socavación del canal y el método de llenado posterior (Figura 1.66). La gravedad fluye cuesta abajo y erosiona el borde continental, aumentando así el tamaño del cañón submarino. El flujo hiperpicnal que transporta estos sedimentos finalmente se descarga después de perder potencia, formando un abanico submarino. La capa única formada por cada evento se caracteriza por un tamaño de grano gradualmente más fino de abajo hacia arriba, formando un lecho en gradiente (Figura 1.67).
Figura 1.65 Gravedad grande en un ambiente de depósito general Movimiento de flujo en bloque y turbidez corrientes (según Stow, 1986; G. Einsele, 2000)
Figura 1. Patrones de erosión y relleno de 66 canales de turbidez (según Galloway et al., 1996)
Figura 1. 67 patrones de abanicos (corrientes de turbidez) y regímenes de flujo submarinos de aguas profundas (citado de E. J. Tarbuck et al., 1993)
1.5.4.4 tipos de cuerpos de sedimentos turbidíticos
Los sedimentos turbios pueden ser divididos en tres tipos según su composición interna (Figura 1. 68).
Figura 1. 68 tipos de depósito de turbidita (modificado a partir de Mutti, 1985)
< Tipo p>ⅰ (flor de estroma tipo): La característica importante de este tipo es que el borde continental está erosionado en un área grande y las flores de estratozoos se forman a partir de arena y barro. Esto se debe principalmente al terreno plano, y las flores formadas son generalmente más grandes y delgadas. .Tipo ⅱ (relleno de canal-tipo de transición Duoduo): este tipo se caracteriza por una extensa erosión en el borde de la cuenca, depositando gruesas capas de arenisca en los canales de agua turbia cerca del borde de la cuenca, y evolucionando hacia el relleno de canales hacia el interior de la cuenca - tipo Duoduo transicional, el espesor se va haciendo progresivamente más fino.
Tipo ⅲ (tipo de relleno de canal): el cuerpo principal de este tipo son los depósitos de relleno de canales de turbidita y los depósitos de desbordamiento de canales de turbidita. Las flores que se forman en este tipo son generalmente pequeñas y gruesas, y algunas personas las llaman "complejos de canales y venas de roca natural".
El modelo anterior es solo una clasificación ideal. La mayoría de los sistemas de deposición de corriente de turbidez reales son sistemas de deposición compuestos (Figura 1.69). Los tres modelos anteriores se pueden identificar mejor en sistemas compuestos, pero la escala es relativamente. pequeño. . Cada modelo pequeño contiene una parte erosiva y una parte sedimentaria correspondiente, que pueden estar compuestas por diferentes litofacies sedimentarias.
Figura 1. La relación entre 69 fluctuaciones del nivel del mar y los sistemas deposicionales actuales de turbidez (según Mutti, 1985)
Además, la escala y la geometría espacial del sistema deposicional y la estabilidad de la pendiente Existe una relación importante (Figura 1.70). Cuanto más estable es la pendiente, es menos probable que se erosione. Sin embargo, cuanto menor es la escala del flujo por gravedad, es menos probable que se formen flores. un complejo de canal de agua y veta de roca natural, en su mayoría en forma de pedazos. A medida que aumenta la inestabilidad del canal de agua, la escala del cuerpo sedimentario aumenta gradualmente, formando flores superpuestas, principalmente en forma de colinas, cuando la inestabilidad es fuerte, la escala de la corriente de turbidez también es grande y la erosión y la erosión; El efecto es fuerte. A menudo se desarrolla en zonas de fallas de taludes, pero tiene un fuerte efecto erosivo en taludes o levantamientos continentales. Hay una zona de cruce de arena frente al canal, que separa el canal de las flores, y las flores de varios niveles se superponen entre sí. A diferencia de las flores formadas en el tipo II, estas flores se producen principalmente en láminas (Fig. 1.7438 0.
Fig. 1.
70La relación entre la escala de turbiedad deposición actual y la estabilidad de la pendiente (modificado después de Mutti, 1985)
Figura 1. 71 Diferentes tipos de patrones florales (basado en Mutti, 1985).
1.5.5 Secuencia de Bouma y sus características
La turbidita en un sentido amplio se refiere a varios tipos de sedimentos de flujo por gravedad formados en ambientes sedimentarios de aguas profundas y las rocas sedimentarias que forman. de. La turbidita típica se refiere a la roca sedimentaria con secuencia de Bouma formada por corrientes de turbidez. Una secuencia completa de Mabao consta de cinco capas sedimentarias consecutivas (A-B-C-D-E). 72).
Figura 1. La composición de la secuencia 72 Bouma y su interpretación del patrón de flujo (basado en Bouma, 1962; Middeton et al., modificado desde 1976)
1) Sección A (Capa nivelada inferior): Generalmente compuesta por sedimentos de grava, con desarrollo de grava cerca del fondo. Tiene un lecho masivo o graduado, y el tamaño del grano es obviamente grueso en la parte inferior y fino en la parte superior, mostrando un gradiente positivo, lo que refleja el debilitamiento gradual de la energía de la corriente de turbidez. Puede aparecer una capa de contragradiente de unos pocos centímetros de espesor en la parte inferior de la capa de secuencia de grano grueso, pero pronto se convertirá en una capa de gradiente positivo. La superficie inferior tiene estructuras de lavado y llenado y varias estructuras de indentación, como moldes de ranura, moldes de zanjas, etc. La sección A suele ser más gruesa que otras secciones y representa el producto de la sedimentación en suspensión en gradiente (Figura 1.73).
Figura 1. Afloramiento de campo de la secuencia 73 Mabao (citado de Mutti, 1992)
2) Tramo B (tramo paralelo inferior): Tiene una relación gradual con el Tramo A y está compuesto por arena media fina, la cual es más fina que el Tramo A y contiene lodo. Cuando se colocan en capas en paralelo, el gradiente del tamaño de las partículas no es obvio. Además de los cambios obvios en el tamaño de las partículas, la capa granular se debe principalmente a la distribución direccional de virutas de carbón en hojuelas y virutas de carbón en hojuelas largas. Cuando se despega a lo largo de la capa, se pueden ver líneas de descamación. En la mayoría de los casos, el lecho no está claro, lo que dificulta estimar con precisión el espesor de la Sección B en el campo. Si la sección B se superpone a la sección A, las dos están en transición continua; si la sección B se usa como base, habrá una relación de mutación con la unidad Mabao subyacente y habrá una superficie de socavación entre las dos. En este momento, se pueden ver varias estructuras de hendidura en la parte inferior del segmento B.
3) Tramo C (tramo de arena rápida): principalmente limo, mezclado con arena fina y barro. Hay lechos cruzados de arenas movedizas a pequeña escala y lechos cruzados de arena trepadora. Puede aparecer lecho cruzado fangoso entre las capas de arena, y a menudo aparece lecho en espiral, escombros de desgarro de lutita y lecho de deformación por asentamiento, que es el resultado de la acción conjunta de la modificación del flujo de agua y el deslizamiento por gravedad. La Sección C y la Sección B son transiciones continuas. Si la sección C entra en contacto repentino con la unidad Mabel subyacente, hay una superficie de socavación entre ellos y las diversas estructuras de hendidura del fondo. Con respecto a la causa de los diversos lechos en esta sección, la mayoría de los estudiosos creen que después de la deposición de las secciones A y B, la corriente de turbidez cambió a un flujo de baja densidad, creando un mecanismo para tirar del flujo de agua.
4) Tramo D (tramo de franja paralela superior): Se deposita a partir de limos arcillosos y lodos limosos, con franjas horizontales intermitentes. Si el segmento D se superpone al segmento C, los dos segmentos están en transición continua; sin embargo, si aparece solo, muestra una interfaz clara con la unidad Mabel subyacente; El segmento d está formado por un flujo de capa límite delgada, que normalmente no es muy espesa.
5) Tramo E (sección de lutitas): Es un depósito pelágico fangoso, compuesto por lutitas o margas, biocalizas y lutitas, que contiene fósiles de aguas semiprofundas y profundas y estructuras de bioturbación. Estratificación ligeramente horizontal, con contacto brusco o gradual con la sobrecarga. De hecho, la Sección E ya no es un depósito de turbidita, pero es un símbolo importante para juzgar la deposición de turbidita en aguas profundas.
Esta secuencia es un "modelo de facies de turbidita" ideal sintetizado por Ma Bao basado en muchas secciones. De hecho, la secuencia completa de Mabao es rara, y el propio Mabao señaló que esta secuencia sólo puede verse en formaciones gruesas de flysch. La secuencia de Mabao suele estar incompleta y los segmentos A y E se eliminan fácilmente, dejando sólo los segmentos BCd, E y CD o los segmentos AE, BCE y DE. Bauma especula que cada capa de turbidita se distribuye en cuerpos en forma de lengua (como flores) en el plano (Fig. 1.74), y las partes más delgadas tienen un área de distribución mayor que las partes más gruesas que se encuentran debajo. Debido a la erosión y erosión por otra corriente de turbidez, o la segunda corriente de turbiedad ocurre poco después de la deposición de la primera corriente de turbidez, y el frente de esta última se deposita antes que la cola de la primera, o en la parte más alejada de la ventilador submarino, solo se deposita la capa superior de partículas más finas. En otras palabras, la frecuencia y la intensidad de las corrientes de turbidez restringen la perfección de las secuencias de turbidita.
Como resultado, se forman varias secuencias en las que faltan los segmentos basales, los segmentos superiores están erosionados o faltan ambos.
Mutti (1992) creía que la composición del fluido original afectaba el grado de desarrollo de la secuencia de Mabao y también controlaba la forma geométrica de la turbidita hasta cierto punto (Figura 1.75, Figura 1.76). Las partículas grandes y gruesas tienen una distancia de transporte corta hacia adelante, la secuencia de Bauma está desarrollada y el cuerpo sedimentario es muy lenticular. A medida que aumenta el contenido de materia de grano fino, la materia de grano grueso y la materia de grano fino se separan gradualmente, formando turbiditas de grano grueso cerca de la dirección de la fuente, es decir, la Sección A o B de la secuencia de Mabao, o ambas, y la Fina. -Las turbiditas de grano se depositaron más lejos, en los segmentos C, D o E de la secuencia de Mabao. Cuando el contenido de partículas finas es grande y las partículas gruesas básicamente no están desarrolladas, la distancia de transporte de la corriente de turbidez es larga, la secuencia de Bouma es incompleta, solo se desarrolla la sección superior D o E y el fluido de turbidez es mayoritariamente plano.
Figura 1.74 Diagrama esquemático de las características de formación y distribución de secuencias de turbiditas (basado en Bouma et al., 1978)
Figura 1.75 Diferentes grados de desarrollo de la secuencia Mabao (basado en Mutti, 1992)
Figura 1.76 Diferentes formas geométricas de factores estructurales controlados de turbidita (según Mutti, 1992)
El significado de la secuencia de Mabao no es sólo un símbolo para identificar características típicas. turbiditas, pero también una explicación hidrodinámica. De abajo hacia arriba, una secuencia Mabao completa representa una secuencia de corriente de turbidez que se debilita gradualmente desde un estado de flujo alto (FR > 1) a un estado de flujo bajo (FR < 1). Dado que el caudal de la corriente de turbidez es proporcional a la raíz cuadrada de la diferencia de densidad, la densidad en la parte inferior es alta, el caudal es alto y las partículas gruesas se concentran en el frente inferior, formando depósitos de clase A de grano grueso. . A excepción del lecho de secuencia de granos, la sección A no tiene otras estructuras sedimentarias formadas por sedimentación, lo que indica que las partículas suspendidas se hunden rápidamente y en grandes cantidades. Durante la deposición de la etapa B, la velocidad del flujo se reduce, pero sigue siendo un chorro o flujo supercrítico, y las partículas son arrastradas para formar lechos paralelos. Por lo tanto, las secciones A y B están en un estado de flujo alto, la sección C es una pequeña capa de arena en un estado de flujo bajo y las secciones D y E son sedimentos suspendidos que no pueden formar cuerpos de arena en el lecho, lo que refleja la disminución de las corrientes de turbidez. Si una secuencia consta de docenas de segmentos de turbidita, comenzando principalmente desde el segmento A, la corriente de turbidez puede depositarse a alta velocidad y puede estar cerca de la fuente de la corriente de turbidez. Por otro lado, si todas las turbiditas comienzan desde el perfil B o el perfil C, entonces la tasa de deposición de la corriente de turbidez debería ser menor, probablemente muy lejos de la fuente de la corriente de turbidez.
R.G. Walker (1967) propuso una vez el índice proximal (índice P), a saber:
Paleogeografía de litofacies
En la fórmula: A y B respectivamente. el porcentaje de cada capa a partir de la Sección A y la Sección B en la turbidita. Si todas las capas comienzan desde el segmento A, P=100, esta es la fase de fuente cercana; si todas comienzan desde el segmento C, entonces P=0, debería ser la fase de fuente lejana;